江青春 胡素云 姜 華 翟秀芬 任夢怡 陳曉月 李秋芬 張運波

1. 中國石油勘探開發(fā)研究院 2. 數(shù)巖科技股份有限公司

巖溶儲層是全球含油氣盆地最重要的碳酸鹽巖油氣儲層之一。勘探實踐表明，中國發(fā)現(xiàn)的大型海相油氣田大都與古巖溶作用有關(guān)[1-6]。古巖溶儲層的發(fā)育規(guī)模既受控于古巖溶地貌特征，又受控于地層缺失特征。目前，對于四川盆地中二疊統(tǒng)茅口組頂部存在地層缺失這一認識得到了大多數(shù)學(xué)者的認可[7-11]，但對其缺失特征僅進行了簡單的描述[12-13]。少數(shù)學(xué)者對局部的地層缺失量進行了定量分析[14]，然而對于盆地內(nèi)部地層缺失量均未開展過深入的分析，特別是對于地層缺失的成因研究更為薄弱，多數(shù)學(xué)者認為是由于東吳運動的抬升造成的地層整體隆升，形成地層缺失帶，僅有李旭兵等少數(shù)學(xué)者認為是由于茅口晚期東吳運動Ⅰ幕發(fā)生大規(guī)模的海退導(dǎo)致茅口組頂部碳酸鹽巖暴露，遭受廣泛的淡水淋濾風(fēng)化作用，形成地層缺失，但未給出足夠的證據(jù)[15]。為了解決這些科學(xué)問題，本文在定性分析和描述茅口組地層缺失特征的基礎(chǔ)上，利用米蘭科維奇高頻旋回分析方法定量計算了盆地內(nèi)茅口組的頂部剝蝕量，并探討了其成因，為精確預(yù)測四川盆地茅口組巖溶儲層分布及下一步勘探選區(qū)奠定了基礎(chǔ)。

1 茅口組頂部地層缺失定性識別

筆者在2012年發(fā)表的《四川盆地茅口組風(fēng)化殼巖溶古地貌及勘探選區(qū)》[16]文章中提到：茅口組由川西南向川東北及川西北方向地層缺失程度逐漸增加；東吳運動的構(gòu)造抬升作用致使茅口組頂部地層缺失；地層的風(fēng)化及淋濾作用使大氣淡水沿著斷裂及裂縫形成差異性溶蝕，形成巖溶儲層。隨著后期研究工作的逐步深入，筆者利用四川盆地11條格架剖面對地層進行了精細對比，并利用盆地內(nèi)二維地震測線對茅口組地層厚度變化進行了定量計算，然后通過鉆井與地震結(jié)合將茅四段和茅三段的地層尖滅線進行了精細刻畫，分析結(jié)果表明，茅口組殘余厚度由雅安—宜賓地區(qū)向瀘州—南充地區(qū)再到川北宣漢—旺蒼地區(qū)逐漸減薄。茅四段僅在川西南部地區(qū)和川東北部發(fā)育，川西南部主要發(fā)育于宜賓—雅安—江油一帶，川東北部僅石柱地區(qū)殘存；茅三段在盆地內(nèi)分布較廣，僅在萬州—宣漢—旺蒼一帶普遍缺失，但該區(qū)域內(nèi)的渡口及旺蒼大兩鄉(xiāng)有零星殘余分布（圖1）。川北地區(qū)缺失茅三段的區(qū)域，茅口組殘余厚度很薄，筆者在文初提到的文章 中認為該地區(qū)在茅口組末期為巖溶高地，巖溶地貌較高，但該區(qū)在吳家坪期確為深水盆地相沉積。因此為了解決這一矛盾，筆者利用米蘭科維奇旋回分析計算了該區(qū)地層剝蝕量，通過四個方面的論證分析，認為茅口末期受冰川海平面下降影響，具有由西南向東北逐漸降低的巖溶地貌格局，基于地層厚度的差異將其劃分為侵蝕上斜坡和侵蝕下斜坡（圖2），并在本文第4部分中對其成因進行了論述和分析。

圖1 茅口組地層尖滅線分布及侵蝕巖溶地貌圖

圖2 四川盆地茅口組巖溶地貌發(fā)育模式圖

2 地層剝蝕量定量計算方法

碎屑巖地層剝蝕量的恢復(fù)方法較多，也較為成熟，常用的方法包括趨勢地層對比法、鏡質(zhì)組反射率法、聲波時差法、沉積波動過程分析法等[17-19]。通過對這些方法的梳理發(fā)現(xiàn)，因其原理或基于砂泥巖地質(zhì)模型或獨特的適用條件，很難用于碳酸鹽巖地層剝蝕量的恢復(fù)。為了解決這一難題，不斷有學(xué)者探索碳酸鹽巖地層缺失量的恢復(fù)方法。多名學(xué)者的研究證實，米蘭科維奇旋回分析能夠有效記錄地層的沉積旋回特征，對于地層部分缺失的地區(qū)可以嘗試利用地層沉積速率差異及剝蝕量差異的相互對比與驗證，進行碳酸鹽巖地層剝蝕量恢復(fù)[20-23]，為定量計算海相碳酸鹽巖地層剝蝕量提供新的思路。

米蘭科維奇旋回分析理論已經(jīng)在旋回地層學(xué)研究中得到較為普遍的應(yīng)用[24]，其表現(xiàn)形式為沉積地層具有一定程度的旋回性和韻律性。國內(nèi)外學(xué)者一般運用釷鉀比（Th/K）曲線分析碳酸鹽巖沉積環(huán)境下的相對海平面的變化，但由于自然伽馬能譜測井系列價格較高，很多鉆井不對此類曲線開展測井工作。通過對比分析同一鉆井釷鉀比曲線和自然伽馬曲線的米蘭科維奇旋回特征，實踐分析表明在釷鉀比曲線缺乏的情況下，可以采用自然伽馬曲線代替分析米蘭科維奇旋回，其誤差在可以接受的范圍內(nèi)。米蘭科維奇旋回分析的主要工作是開展頻譜分析，其本質(zhì)就是認為測井曲線是由各種地質(zhì)要素的綜合作用在時間尺度（或深度尺度）上形成的一個地層規(guī)律性變化的綜合疊加信號，運用傅里葉變換將這一疊加信號（測井曲線）從深度尺度（或時間尺度）轉(zhuǎn)換到頻率尺度而形成頻譜曲線。其分析流程如下：①原始曲線分析，去除異常值；②利用小波變換對固定采樣間隔的自然伽馬能譜曲線或者自然伽馬曲線進行分解，去除曲線的低頻背景和高頻噪音信號，然后對包含規(guī)律性低頻成分的測井?dāng)?shù)據(jù)進行重構(gòu)；③運用傅里葉變化方法將重構(gòu)后的數(shù)據(jù)從時間域轉(zhuǎn)換到頻率域，形成一維的頻譜曲線；④根據(jù)頻譜曲線計算出來的旋回周期參數(shù)與米蘭科維奇天文參數(shù)進行對比分析；⑤根據(jù)對比參數(shù)及沉積速率求取地層剝蝕量。張運波及Berger等學(xué)者對米蘭科維奇旋回分析法的具體原理及詳細過程在相關(guān)文獻中進行了詳細介紹和論述[25-27]。

基于許國明、江青春等人的研究成果認為，四川盆地茅口組沉積相為緩坡模式?？傮w而言，除盆地西部及北部茅口組相帶發(fā)育深緩坡外，盆地主體范圍內(nèi)茅口組主要為淺緩坡與中緩坡沉積，即茅口組沉積時期，四川盆地整體水體較淺，盆地范圍內(nèi)的沉積水深變化不大，其結(jié)果是沉積物沉積速率變化很小，沉積地層厚度在全盆地范圍內(nèi)厚度變化相對較小，在區(qū)域地震剖面上也表現(xiàn)出橫向穩(wěn)定，厚度變化小。

3 茅口組頂部地層缺失量定量計算

在上述茅口組沉積背景及沉積速率分析的基礎(chǔ)上，結(jié)合前期區(qū)域地層對比的認識，分別在地層保存完整區(qū)、弱缺失區(qū)、中等缺失區(qū)和較強缺失區(qū)選擇了4口典型井——宮深1井、板東12井、高石1井和河壩1井。其中宮深1井茅口組地層發(fā)育完整，主要有3方面證據(jù)：①牙形石帶發(fā)育較為完整；②發(fā)育時限與地層沉積時限接近（見后文）；③區(qū)域地層對比揭示其茅四段基本完整。因此可以作為參照標準井計算其他井茅口組頂部地層剝蝕量。通過對4口井茅口組的自然伽馬能譜曲線和自然伽馬曲線按照每米8個點的采樣間隔，在數(shù)據(jù)前處理的基礎(chǔ)上按照上述方法原理與步驟開展時頻變換，得到4口井對應(yīng)曲線的一維頻譜圖（圖3），結(jié)合茅口組的地層沉積時限，開展旋回對比分析。結(jié)果表明，宮深1井頻譜中點c和點i分別對應(yīng)的平均旋回厚度比值為1∶0.28，分別對應(yīng)于長偏心率旋回（125 ka）和斜度旋回（34.94 ka）；河壩1井頻譜中點c和點d分別對應(yīng)125 ka周期的長偏心率旋回和95 ka周期的短偏心率旋回；高石1井頻譜中的點b和點d別對應(yīng)125 ka周期的長偏心率旋回和95 ka周期的短偏心率旋回；板東12井頻譜中的點b和c點分別對應(yīng)125 ka周期的長偏心率旋回和95 ka周期的短偏心率旋回。

圖3 典型井茅口組FFT頻譜分析曲線圖

宮深1井茅口組自然伽馬能譜測井?dāng)?shù)據(jù)的頻譜顯示，四川盆地中二疊統(tǒng)沉積地層記錄的米蘭科維奇旋回信息較為明顯，長偏心率旋回（125 ka）和短偏心率旋回（95 ka）為高頻層序發(fā)育的主控因素。根據(jù)前期研究成果結(jié)合地質(zhì)年代表分析茅口組沉積時間為6.29 Ma，結(jié)合宮深1井的頻譜分析，四川盆地茅口組大約發(fā)育50.3 ka短偏心率旋回。宮深1井茅口組地層測井曲線的頻譜圖顯示，125 ka對應(yīng)的長偏心率旋回信號最強，最適用于計算其他相關(guān)的米氏旋回參數(shù)（表1）。與長偏心率旋回周期對應(yīng)的平均旋回厚度在宮深1井、河壩1井、高石1井和板東12井均為6.65 m。河壩1井的測井綜合解釋及區(qū)域地層對比表明，河壩1井茅口組頂部缺失茅四段和茅三段，驗證了頻譜分析結(jié)果的可靠性。

茅口組頂部地層缺失現(xiàn)象的定性分析結(jié)果表明，宮深1井茅口組地層近似無剝蝕。據(jù)此，根據(jù)宮深1井茅口組測井曲線頻譜中的長偏心率旋回周期，計算出四川盆地茅口組的沉積時限為（334.5 m÷6.65 m）×125 ka＝6.29 Ma。再根據(jù)宮深1井茅口組地層的發(fā)育時限和各井的平均旋回沉積厚度，計算各井茅口組頂部剝蝕量。河壩1井茅口組長偏心率旋回（125 ka）對應(yīng)的平均沉積厚度為6.65 m，其頂面缺失量為（6.29 Ma/125 ka）×6.65 m－164.2 m＝170.43 m；高石1井茅口組長偏心率旋回（125 ka）對應(yīng)的平均沉積厚度為6.65 m，其頂面剝蝕量為（6.29 Ma/125 ka）×6.65 m－192.6 m = 142.03 m；板東12井茅口組長偏心率旋回（125 ka）對應(yīng)的平均沉積厚度為6.65 m，其頂面缺失量為（6.29 Ma/125 ka）×6.65 m－ 252.5 m＝82.13 m。

表1 中二疊世米蘭科維奇旋回周期間關(guān)系分析表

研究發(fā)現(xiàn)，宮深1井位于火山巖覆蓋區(qū)，頂部受火山巖沉積保護，茅口組無明顯缺失；高石1井地層缺失較大，頂部缺失量達142.03 m；河壩1井缺失量最大，達170.43 m；板東12井地層頂部缺失量僅 82.13 m。位于中國石化礦權(quán)區(qū)內(nèi)的河壩場構(gòu)造的河壩1井頂部剝蝕現(xiàn)象明顯，其茅口組大約發(fā)育40.43 ka短偏心率旋回，頂部剝蝕現(xiàn)象明顯。綜合錄井報告也表明，中二疊世時期，河壩1井位于川北地區(qū)地層殘余厚度較小區(qū)，區(qū)域地質(zhì)背景揭示其為較深緩坡沉積，具有較低的沉積速率，中二疊世末期的冰期海平面下降導(dǎo)致河壩1井茅口組遭受剝蝕。根據(jù)河壩1井茅口組的平均沉積速率計算，其頂部剝蝕厚度大約為169.92 m。板東12井茅口組發(fā)育有37.98 ka短偏心率旋回，頂部缺失量達82.13 m。

采用同樣的方法，逐一對全盆地108口井茅口組層段的自然伽馬測井曲線或者自然伽馬能譜曲線（Th/K）開展頻譜分析，確定米蘭科維奇旋回周期，計算沉積速率，并最終求取每口井茅口組頂部的地層缺失量。同時為了確保頻譜分析在深度域的可靠性，研究過程中根據(jù)最新編制的四川盆地茅口組沉積相圖，進行了分相帶的旋回計算，對計算結(jié)果進行了沉積速率的相互對比驗證。川西南部地區(qū)的周公1井、漢深1井、大深1井、老龍1井處于淺緩坡相，沉積速率高，計算的沉積速率也比較接近；川中地區(qū)處于開闊臺地內(nèi)，局部發(fā)育臺內(nèi)灘，沉積速率中等，高石2井的計算結(jié)果得到了證實；川東北地區(qū)張2井為較深水沉積，計算結(jié)果證實沉積速率相對較低，對比川西北地區(qū)的河壩1井（深水沉積），河壩1井沉積速率比張2井高。通過以上分析，利用以上原理對全盆地108井的一維傅里葉變換進行分析，最終編制茅口組地層缺失厚度圖（圖4）。四川盆地茅口組存在兩個地層弱缺失區(qū)：①成都—宜賓一線向西南方向地層缺失相對較少，缺失厚度在0～80 m范圍內(nèi)，缺少茅四段的中上部；②重慶—萬州一帶，地層剝蝕厚度介于40～100 m，地層保存相對比較完整。蜀南、川西北部及川東北部地區(qū)地層缺失相對嚴重，缺失厚度介于140～210 m，其中川東北部和蜀南地區(qū)地層缺失要比川中地區(qū)的地層缺失程度高。

4 茅口組頂部地層缺失成因探討

圖4 四川盆地茅口組剝蝕厚度等值線圖

對于四川盆地地層缺失的成因，多數(shù)學(xué)者認為是由于茅口期末的東吳運動的構(gòu)造活動造成 。然而，對于其運動性質(zhì)到底是水平擠壓的造山運動還是垂直升降運動，目前存在爭議。筆者的研究團隊前期也曾提出由于東吳運動的擠壓抬升作用導(dǎo)致四川盆地在中二疊世末期發(fā)育一個面積可超過8×104km2的東吳期古隆起，并命名為“瀘州—通江古隆起”，古隆起斜坡帶地層暴露剝蝕是風(fēng)化殼巖溶儲層發(fā)育的有利地區(qū)[30]。然而最新地貌學(xué)研究結(jié)合沉積背景分析認為茅口冰期海平面下降是導(dǎo)致地層缺失的主要原因，并明確了四川盆地由茅口早期到吳家坪期的構(gòu)造演化與地層沉積充填過程，在茅口沉積期早—中期，四川盆地主體為碳酸鹽巖緩坡沉積，由川中地區(qū)向川北地區(qū)逐漸由中緩坡演化為深斜坡相沉積。茅口組沉積后，由于全球冰期的影響，海平面急劇下降，侵蝕基準面可能下降到茅口組下部，其上覆地層均遭受侵蝕，但盆地內(nèi)西南高、北東低的古構(gòu)造格局沒有發(fā)生改變。吳家坪期海平面逐漸上升，茅口組侵蝕后的古構(gòu)造格局仍得以保存，沉積環(huán)境及相帶的平面展布和茅口組相似。這一認識合理地解釋了四川盆地北部地區(qū)茅口組地層缺失層位多與吳家坪組深水沉積兩者之間的矛盾?？傮w看，由盆地西南地區(qū)向川北地區(qū)可能整體表現(xiàn)為一個大型古侵蝕斜坡，侵蝕高地主要分布在盆地西南地區(qū)及川東石柱地區(qū)，侵蝕上斜坡分布在南充—瀘州一帶，侵蝕下斜坡分布在川北地區(qū)（圖1），其成因證據(jù)主要有以下三方面。

4.1 茅口末期為全球性的冰期事件

全球海平面變化曲線揭示[31]，晚古生代全球冰期始于泥盆紀末，鼎盛于石炭紀—早二疊世，可延續(xù)到中晚二疊世瓜德魯普統(tǒng)末期（茅口末期），由于冰期活動導(dǎo)致全球海平面下降[32-35]，冰期海平面下降幅度為20～120 m[36]。二疊紀，揚子陸塊呈“孤島”立于古特提斯洋[37]，更易于受海平面升降變化影響，由于冰期的持續(xù)作用，海平面在茅口中后期開始下降，茅口末期快速下降到最低點，揚子大部分地區(qū)準平原化；吳家坪—長興早期海平面緩慢上升，長興中期升至高點，這在中—上揚子地區(qū)二疊紀海平面變化曲線上也有所印證[38]。

4.2 川北地區(qū)牙形石化石缺失嚴重，局部存在侵蝕殘丘

受全球海平面下降影響，茅口組頂部地層缺失普遍。在野外剖面的牙形石化石帶上體現(xiàn)非常明顯，在這一時期歐美等全球大部分地區(qū)茅口組頂部缺失1～2個化石帶[38]；華南地區(qū)茅口組頂部缺失2個以上牙形化石帶。為了落實四川盆地北部地區(qū)茅口組頂部牙形石化石帶的缺失情況，對川北地區(qū)的廣元烏木沱、廣元上寺、廣元西北鄉(xiāng)、宣漢渡口等6條剖面的牙形石化石帶進行了分析，除宣漢渡口和旺蒼大兩剖面露頭缺失兩個牙形石化石帶外，其他地區(qū)一般缺失4～6個牙形石化石帶（圖5）。表明川北地區(qū)地層缺失較其他地區(qū)缺失嚴重，但由于海平面下降的侵蝕不均一性，可能導(dǎo)致川北地區(qū)存在侵蝕殘丘。

4.3 茅口組與吳家坪組碳同位素漂移特征明顯

圖5 四川盆地川北地區(qū)茅口組典型野外剖面牙形石化石帶分布圖

導(dǎo)致海相碳酸鹽巖的δ13C值發(fā)生變化的因素較多，例如有機碳埋藏量、生物生產(chǎn)率、海洋與大氣交換及陸地物質(zhì)輸入等等，其中最重要的兩個因素是有機碳埋藏量和生物生產(chǎn)率。自然界中存在有機和無機兩大碳庫，當(dāng)其中一個碳庫同位素發(fā)生變化，就會間接導(dǎo)致另外一個碳庫同位素的變化。海洋中碳同位素的分餾作用主要由生物活動造成，一般情況下，12C優(yōu)先為活的有機體所吸收利用，當(dāng)海洋生物生產(chǎn)率高且被埋藏時候，就會從海洋中帶走輕的碳同位素，導(dǎo)致海洋中溶解的無機碳同位素變重，引起海洋沉積物碳酸鹽巖的δ13C值增加。當(dāng)有機質(zhì)被暴露氧化，富集12C的碳析出，海洋庫溶解的無機碳同位素組成變輕，引起海洋沉積的無機碳酸鹽的δC值降低。在廣元上寺、渡口等剖面，均可見茅口末期無機碳同位素出現(xiàn)快速下降、吳家坪時期逐漸快速升高，預(yù)示茅口末期發(fā)生冰封海洋作用，生物生產(chǎn)率迅速降低，而到了吳家坪期時期冰川逐漸開始消融，生物生產(chǎn)率開始逐漸增大，導(dǎo)致同位素從－3.8‰增加到4‰。從野外剖面的同位素曲線形態(tài)可以看出，受全球性冰期作用影響，茅口末期碳同位素曲線波動較大，吳家坪期碳同位素曲線相對穩(wěn)定，反映茅口后期沉積環(huán)境不穩(wěn)定及海平面快速下降、吳家坪期沉積環(huán)境逐漸趨于穩(wěn)定[39]（圖6）。

圖6 四川盆地及其周緣茅口組與吳家坪組牙形石化石帶及碳同位變化曲線圖（據(jù)本文參考文獻[40]修改）

5 結(jié)論

1）茅四段僅在宜賓—雅安—江油地區(qū)和石柱地區(qū)地層殘存，其余地區(qū)地層普遍存在缺失，且表現(xiàn)為川南—川中—川北地層缺失強度逐加大。

2）茅口組地層缺失量介于0～200 m，其中川西南部和川東北部地區(qū)缺失厚度介于0～60 m，蜀南、川中和川北地區(qū)地層缺失厚度介于140～200 m。

3）冰期背景、牙形石化石帶分布特征及同位素漂移特征揭示茅口末期的地層剝蝕是由于冰期海平面下降侵蝕所致，川北地區(qū)海平面下降幅度大，導(dǎo)致其缺失茅三段，但牙形石化石帶分析揭示其存在局部殘丘。

4）由于冰期海平面下降，導(dǎo)致下二疊統(tǒng)巖溶地貌繼承了西南部東北低的沉積特征，巖溶地貌由西南到川中至川北地區(qū)逐漸由侵蝕高地逐漸過渡為巖溶上斜坡和巖溶下斜坡，與吳家坪期西南高、東北低的沉積特征具有較好的一致性。

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